Лучистая энергия
Морская вода, в особенности вблизи берегов, может выглядеть мутной, однако, если отфильтровать ее, она будет чистой. Взвешенный материал, вызывающий помутнение, является основным предметом исследования в геологии и биологии моря. Заметим, что полное (100%) поглощение наблюдается как у коротких (ультрафиолетовых), так и у длинных (инфракрасных) волн. Столб воды открытого океана высотой 10 м поглощает от 33 до 80% голубого света, в зависимости от чистоты воды. В среднем столб океанической воды высотой 10 м поглощает около 55% голубого света, в то время как такой же столб прибрежной воды — 94—99%. Для характеристики ослабления света здесь выбран процент пропускания световой энергии в логарифмической шкале в зависимости от глубины, выраженной в такой же шкале. Даже в наиболее чистой океанической воде только 1% световой энергии проникает ниже 100 м. Морская вода, кроме того, далека от прозрачной. По мере погружения в глубь океана солнечный свет быстро исчезает и цвет его изменяется от белого к голубому. Многие из обитателей морского дна окрашены в яркие цвета. Однако они невидимы при естественном освещении и обнаруживаются только при работе с искусственным освещением. Поглощение света значительно ограничивает видимость с подводных лодок. Казалось бы, имея в распоряжении соответствующее судно, человек может исследовать глубины океана так же, как космонавт может исследовать поверхность Луны. Однако даже обладая искусственным освещением, аналогичным солнечному, мы имели бы возможность видеть лишь на небольшом расстоянии от судна. В чистой океанической воде можно получить отчетливые фотографии предметов, расположенных в нескольких метрах от камеры, а на расстоянии до 10 м вследствие поглощения и рассеяния света картина ухудшается. Во многих прибрежных районах оптические наблюдения практически невозможны. Солнечный свет, проникающий в океан, представляет собой одну из форм энергии. При поглощении морской водой он превращается в тепло и повышает температуру воды. Небольшая доля падающего света усваивается растениями при фотосинтезе для превращения неорганических веществ в органические. При рассмотрении энергетического баланса моря можно игнорировать эту малую долю общего падающего света. Однако при исследовании биологии моря ее необходимо принимать во внимание, поскольку эта малая доля световой энергии является источником жизни в океане. Только 5 из 47 единиц тепловой' энергии, поглощаемой морем, излучается обратно в космическое пространство. Остальные 42 единицы переносятся в атмосферу. Затем атмосфера излучает эту энергию обратно в космическое пространство.
Воздух и верхний слой воды океана находятся в контакте. Если воздух теплее воды, тепло будет переноситься из атмосферы в воду; если теплее окажется вода, перенос тепла произойдет в противоположном направлении. Тенденция переноса всегда направлена в сторону выравнивания температур. Детальная регистрация сезонных вариаций температуры проводится в очень небольшом числе точек Мирового океана. Одна из них — океаническая станция Р. (судно погоды Канады) — расположена на 50° с. ш., 145° з. д., в северо-восточной части Тихого океана. Годовая амплитуда средних месячных температур на станции Р составляет 8° С. С апреля по октябрь средняя температура воздуха несколько выше температуры воды, и тепло переносится от воздуха к воде. С ноября по март средняя температура воздуха несколько ниже температуры воды и вода будет нагревать воздух. Перенос тепла из океана в атмосферу осуществляется через поверхность моря путем турбулентного обмена. Если вода теплее воздуха, воздух, находящийся в контакте с поверхностью моря, нагревается до тех пор, пока температура не выравняется. Чем больше разница в температурах, тем выше скорость переноса тепла. Чтобы повысить температуру 1 г воздуха на 1°С при постоянном давлении, требуется перенести 0,24 кал. Однако для условия равновесия воздуха и воды недостаточно равенства их температуры. Помимо переноса явного тепла, нагревающего воздух, существует еще и перенос тепла испарения. Только при одновременном соблюдении равенства температур воздуха и воды и насыщении воздуха водяным паром вода и воздух находятся в равновесии. Находясь в контакте с более теплой водой, воздух будет нуждаться в большем содержании водяного пара, чтобы остаться насыщенным. Для превращения жидкой воды в водяной пар необходимо затратить энергию, называемую теплотой испарения. Это скрытое тепло, переносимое в воздух, реализуется в атмосфере, когда влага вновь конденсируется и выпадает обратно в океан в виде дождя или снега. Таким образом, тепло, переносимое от воды в атмосферу, состоит из двух частей — явного и скрытого тепла. Поскольку теплоемкость воздуха почти не зависит от температуры, явное тепло, требуемое для восстановления равновесия при данной разнице в температурах, также не зависит от температуры. Напротив, содержание влаги насыщенного воздуха увеличивается с ростом температуры. В результате количество скрытого тепла увеличивается по мере нагревания воздуха. Для нагревания 1 г насыщенного воздуха от 0 до 1° С необходимо затратить 0,24 кал явного и 0,12 кал скрытого тепла, а от 29 до 30° С — 0,24 кал явного и 1,0 кал скрытого тепла. Таким образом, для того чтобы повысить температуру воздуха на 1°С, нужно затратить гораздо больше тепла в тропиках, нежели в полярных районах. Если над океаном воздух всегда близок к насыщению, то над сушей это не так. Поскольку влага, насыщающая воздух над сушей, поступает из почвы или растительности, воздух у поверхности, в особенности в засушливых районах, будет иметь низкую относительную влажность. Поэтому к воздуху переносится малое количество скрытого тепла. Его можно нагреть более легко, и летние температуры над сушей выше, чем над океаном. Кривые для суши и моря северного полушария построены в логарифмической шкале. Как и следовало ожидать, это отношение для океана уменьшается от экватора к полюсам. Для суши обнаруживается широкий минимум между 20 и 30° с. ш. варидной зоне. В высоких широтах это отношение становится большим для суши. Этому способствуют условия влажности и более высокие летние температуры. Затраты тепла на испарение и быстрое увеличение содержания водяного пара с ростом температуры определяют предел нагревания воздуха над океаном. Увеличение количества тепла, получаемого океаном в тропиках, должно увеличить скрытое тепло, подводимое воздуху, без значительного повышения температуры воздуха. Поэтому наличие водной поверхности ограничивает максимум температуры воздуха. Если бы Земля была «сухой» планетой, температуры в тропиках были бы намного выше фактических, поскольку перенос тепла воздуху ограничился бы явной формой.
Эффекты на поверхности океана
Океан переносит явное и скрытое тепло в атмосферу. Перенос скрытого тепла приводит к изменению температуры воды, а само испарение водяного пара — к увеличению солености моря. Увеличение солености испарением уравновешивается распреснением морской воды осадками. Поскольку влагоемкость атмосферы значительно меньше того количества воды, которое испаряется за год, глобально испарение должно уравновешиваться осадками. Фактически океаны теряют несколько больше воды в результате испарения, чем получают ее в виде осадков; эта разница возвращается в море реками. С другой стороны, над материками осадки несколько превышают испарение. При сохранении глобального баланса между испарением и осадками он не будет выполняться локально, и поэтому возникнет поток влаги в атмосфере между широтами. Обмен водой, вызванный течениями, приводит к перемешиванию поверхностного слоя моря и, следовательно, к более однородному распределению солености. В то же время разница между испарением и осадками увеличивает контраст солености между районами с потерей и приходом воды. Фактическое распределение солености на поверхности моря отражает противоборство этих двух процессов. Проиллюстрируем это простой моделью. На рис. 10.8 показаны два хорошо перемешанных района океана: А с соленостью Sa и Б с соленостью Над районом А существует превышение осадков в размере W см3 воды в единицу времени. Поскольку наша модель представляет собой закрытый резервуар, в районе Б должна наблюдаться такая же скорость превышения испарения, и, кроме того, в атмосфере из района Б в район А должен существовать перенос влаги, равный W. При отсутствии перемешивания (Л1 = 0) соленость в районе Б становится неопределенной, и скорее всего вся соль будет перенесена в этот район. Если объем А намного больше объема Б, произойдет отложение соли на дне части резервуара Б. Таким образом в геологическом прошлом в изолированных районах океана отлагался толстый слой солей. При наличии водообмена между районами А и Б результирующее отношение соленостей будет определяться отношением скорости испарения к скорости перемешивания. В северной части Тихого океана субтропические поверхностные воды имеют соленость 35%о, а субарктические — 33%о. Если рассматривать эту часть океана как изолированную систему, придем к выводу, что W/M= (35/33—1) =0,06. Таким образом, скорость перемешивания почти в 17 раз превышает скорость испарения в субтропическом районе. Широтный ход солености на поверхности Атлантического и Тихого океанов представлен на рис. 10.9. Эти данные характеризуют лето северного полушария. Разрез в Атлантике проходит по меридиану 20° з., а в Тихом океане —по 160° з. В обоих океанах существует район максимума солености по каждую сторону от экватора и минимум на самом экваторе. Самые низкие значения солености наблюдаются в высоких широтах, в особенности на севере. Воды Атлантики более соленые по сравнению с тихоокеанскими, и наибольшая разница в солености наблюдается в северных частях Атлантики и Тихого океана.
Влияние ветра на морскую поверхность
Мы видели, что океан и атмосфера обмениваются через поверхность теплом и влагой. Кроме того, здесь существует еще и перенос количества движения. Как только над морем возникает ветер, он генерирует волны. Но движение воды значительно отличается от движения воздуха, так же как движение струн скрипки отличается от движения смычка, вызвавшего это движение. Скользя по струнам, смычок возбуждает поперечные колебания струн. Аналогично ветер «ад морем вызывает колебательное движение воды. Если бросить камень в пруд, то можно наблюдать, что волны от места возмущения расходятся во все стороны. Вода, однако, не перемещается вместе с волной. Это становится очевидным, если поместить поплавок в воду. Поплавок не перемещается с волной, а движется только вверх и вниз. Приглядевшись внимательно, можно обнаружить, что в вертикальной плоскости траектория поплавка имеет вид круга с наивысшей точкой при прохождении гребня волны и наинизшей — ее подошвы. При прохождении каждой волны поплавок совершает полный оборот за время Т, называемое периодом волны; расстояние L между соседними гребнями называется длиной волны. Для детального исследования движения воды при прохождении волн отметим ряд частиц в воде в направлении перемещения волны. Каждая частица будет испытывать круговое движение. Однако при этом будет наблюдаться небольшое запаздывание каждой частицы относительно предыдущей. Если период волны принять равным 12 с, то после 1 с каждая частица воды переместится на Vi2 полного оборота, или на 30° ее круговой орбиты. Положение частиц после 1 с показано пунктирной линией. В течение этой секунды гребень волны переместится в направлении распространения волны на расстояние, равное Vi2 длины волны. За полный период волна переместится на расстояние, равное одной длине волны.
Длина волны
Если скорость перемещения волны определяется длиной и периодом волны, то орбитальная скорость частиц воды, а следовательно, и их кинетическая энергия зависят от высоты и периода волны. Оно возникает и в нижележащих слоях воды. Однако радиус орбиты постепенно уменьшается с глубиной. На глубине, равной примерно 7г длины волны, движение воды, по существу, прекращается. Таким образом, на достаточной глубине подводные лодки в противоположность надводным кораблям не подвержены качке. Что происходит при возникновении ветра над поверхностью моря? Если волны существовали, то из-за неровности поверхности моря поток воздуха будет возмущаться. Гребень волны отклоняет поток воздуха вверх, и в результате в зоне ветровой тени гребня будет развиваться область низкого давления. В этой области вода движется вверх, так что низкое давление будет усиливать это движение. При подходе к следующему гребню поток воздуха опускается и давление на поверхность воды увеличивается. Заметим, что здесь вода движется вниз и, следовательно, давление усиливает это движение воды. Разница в давлении на поверхности моря приводит к образованию небольшого завихрения воздуха, движущегося противоположно основному потоку воздуха. Это снова усиливает движение воды. В результате ветер, дующий в направлении распространения волны, будет усиливать волны. Волны, двигающиеся в противоположном направлении, будут ослабляться, так как движения частиц воды должны быть противоположны. Таким образом, ветер избирательно усиливает волнение. Чем продолжительнее действует ветер, тем больше он усиливает волнение и, следовательно, увеличивает высоту волн. Высота волны зависит также от разгона — расстояния, на котором направление ветра совпадает с направлением волнения. Океанографы Калифорнийского университета в Сан-Диего наблюдали распространение волн в Тихом океане. Эти волны были возбуждены зимними штормами в Антарктике. Используя измерительную технику и электронные вычислительные машины для анализа данных, ученые имели возможность идентифицировать волны, возбужденные отдельными штормами в Антарктике и достигшие затем побережья Аляски. Штормы генерируют смесь волн различной длины. Короткие волны по выходе из штормовой области быстро рассеиваются (диссипируют), в то время как длинные волны проходят почти половину земного шара без заметного ослабления. Океанические волны обладают потенциальной энергией вследствие вертикального перемещения частиц воды и кинетической благодаря орбитальному движению. В среднем кинетическая и потенциальная энергии на единицу площади волны равны между собой и пропорциональны квадрату высоты волны. Таким образом, по мере увеличения высоты волн их энергия растет с еще большей скоростью. Так, при увеличении высоты волны вдвое ее энергия возрастает в четыре раза. Неудивительно поэтому, что, когда сверхвысокие волны достигают побережья, они могут вызвать там большие разрушения. Как мы уже отмечали, давление на наветренной стороне волны выше, чем на подветренной. В результате возникает тенденция к перемещению воды в направлении ветра. Поскольку ветер движется над водной поверхностью, он увлекает за собой и частицы воды. Когда волны разбиваются, брызги попадают в воздушный поток, и капли воды, содержащиеся в них, уносятся ветром. Когда они вновь возвращаются в море, они уже будут перенесены в направлении распространения волнения. В конечном счете частицы воды не будут колебаться по замкнутым круговым орбитам и возникнет слабый дрейф в направлении действия ветра. После прекращения действия ветра внутреннее трение постепенно рассеивает энергию волн, уменьшая их высоту. При ветре поддерживается равновесие между диссипацией волновой энергии трением и притоком энергии от ветра. Высота волны будет увеличиваться до тех пор, пока потери энергии не достигнут величины прихода энергии от ветра. Чем сильнее ветер, тем больше энергии передается волнам и, следовательно, тем большей будет максимальная высота волн. В любое время там существует множество волн различных длин и направлений. На главные волны накладывается рябь. Эта рябь выглядит незначительной на более крупных волнах, но она в основном и определяет механизм передачи количества движения от ветра к морю. Поскольку ветер увлекает за собой воду, можно было бы ожидать, что картина океанической циркуляции должна напоминать схему общей циркуляции атмосферы. Однако, если ветры почти не встречают никаких препятствий на своем пути, то течения в океане отклоняются барьерами — материками. Помимо горизонтального дрейфа, волны вызывают вертикальное перемешивание, уменьшающее вертикальные градиенты температуры и солености.
Термохалинная структура вблизи поверхности моря
Для исследования пространственных и временных вариаций свойств воды вблизи поверхности моря можно использовать глубоководные опрокидывающиеся термометры и батометры Нансена. Однако в поверхностном слое температура с глубиной изменяется так быстро, что нет необходимости в измерениях с большой точностью, которой обладают опрокидывающиеся термометры. Более целесообразно получить непрерывную запись вертикальных вариаций. Для этих целей используется прибор, называемый батитермографом. Батитермограф состоит из датчика температуры, к которому прикрепляется перо. Для получения быстрого отклика на изменение температуры в качестве термометрической жидкости вместо ртути употребляется ксилен. Поскольку ксилен, помещенный в длинную тонкую медную трубку, расширяется и сжимается, он приводит в движение перо, вычерчивающее кривую на специально приготовленном стекле. Одна сторона этого стекла прикреплена к датчику давления. При опускании батитермографа давление увеличивается и стекло перемещается в одном направлении, в это же время перо вычерчивает кривую температуры в другом направлении. Таким путем получа-ем кривую температуры как функцию давления. Батитермограф может опускаться на ходу судна. Поэтому можно проводить частые измерения температуры вблизи поверхности моря, не останавливая корабля. Для калибровки запись батитермографа сравнивают с показаниями обычного термометра. По батитермографным наблюдениям многих судов в различные времена года изучают сезонные колебания температуры поверхностного слоя моря. В марте верхний 100-метровый слой имеет одинаковую температуру 4,6° С. В апреле поверхность моря несколько нагревается. При этом верхний 25-метровый слой имеет однородную температуру благодаря перемешиванию, далее до горизонта 100 м наблюдается некоторое потепление. По мере приближения лета верхний слой становится теплее. Глубина Н слоя однородной температуры — перемешанного слоя — изменяется в зависимости от ветровых условий. В августе перемешанный слой распространяется до глубины 23 м. Между горизонтами 20 и 70 м температура быстро понижается; этот слой называется термоклином. Ниже 70 м температура изменяется более плавно. Запись температуры воды на поверхности обнаруживает потепление от апреля к августу. Однако этих Данных недостаточно для расчета тепла, получаемого морем. Для определения теплового бюджета необходимо знать изменение температуры с глубиной. Одно и то же количество тепла может быть аккумулировано при большом увеличении температуры в тонком слое воды или малом ее увеличении в толстом слое с марта по август 1956 г. наблюдалось увеличение температуры AT, равное 9° С, в верхнем 23-метровом слое и переменное увеличение в следующем 50-метровом слое. Общее количество тепла составило около 3,4-104 кал-см-2. На 50-й параллели Земля получает около 3 -10~3 кал-см-2-с-1 (см. рис. 6.7), что составляет 105 кал-см-2-год-1. С августа по сентябрь поверхность моря охлаждается на 1,5° С. При охлаждении поверхностная вода становится плотнее и опускается до глубины, на которой температура равна новому ее значению на поверхности. В действительности перемешанный слой в сентябре был значительно глубже; слой воды между 24 и 37 м стал теплее благодаря смешению с вышележащей водой. Глубина перемешанного слоя зависит как от поверхностного охлаждения, так и от перемешивания волнами. К зиме температура поверхности моря понижается, а глубина перемешанного слоя увеличивается. В январе 1957 г. температура воды на поверхности понизилась на 5,7° С, глубина перемешанного слоя достигла 95 м. Рассматривая эффекты, связанные с изменением температуры, мы пренебрегли изменениями солености. На станции Р осадки превышают испарение, и разность их составляет около 65 см воды в год (см. рис. 9.9). В результате на поверхности вода имеет относительно низкую соленость; затем соленость ее повышается, достигая максимальных значений градиентов в галоклине, между горизонтами 100 и 150 м. В поверхностном слое океанов часто эффекты температуры и солености действуют в противоположном направлении, уменьшая вариации плотности. В высоких широтах, где температура низка, превышение осадков над испарением уменьшает соленость воды на поверхности. В районах с преобладанием испарения температура относительно высока. Высокая соленость увеличивает плотность, а высокая температура уменьшает ее. Если осреднить гидрологические поля океанов по широтным поясам, то можно обнаружить, что температура изменяется от 0 до 27° С и соленость от 30 до 37%о. Вариации только одной температуры при постоянной солености должны были бы привести к изменению плотности от 1,0281 до 1,0227, или условной плотности От от 28,1 до 22,7, с разницей 5,4 условной единицы. Вариации только одной солености при постоянной температуре 15° С должны были привести к изменению условной плотности от 22,2 до 27,5, с амплитудой 5,3 единицы. Совместный эффект температуры и солености приводит к изменению ат от 21,9 до 27,1, с амплитудой 5,2 единицы. Таким образом, комбинированный эффект температуры и солености в изменении плотности чуть меньше эффектов каждого из этих факторов в отдельности. Максимальные значения плотности на поверхности обоих океанов наблюдаются вблизи Антарктики. К северу плотность Уменьшается, достигая минимума несколько севернее экватора. Кривые на рис. 10.15 почти повторяют друг друга в южном полушарии и заметно отличаются в северном, поскольку соленость в Атлантике значительно выше по сравнению с Тихим океаном. Поскольку более плотные слои воды стремятся опуститься ниже более легких, придонная часть океанов заполнена холод, ными антарктическими водами, а более теплые экваториальные воды подстилаются более холодными водами повышенной солености, сформированными в районе максимума солености. Таким образом, обмен теплом и солями на поверхности моря, контролируя изменения плотности поверхностных вод, определяет и глубинную циркуляцию океанов. После погружения водной массы ее характеристики могут быть изменены только путем смешения с другими водами. Поэтому характеристики морских вод определяются почти исключительно взаимодействием моря с атмосферой.
Морская вода, в особенности вблизи берегов, может выглядеть мутной, однако, если отфильтровать ее, она будет чистой. Взвешенный материал, вызывающий помутнение, является основным предметом исследования в геологии и биологии моря. Заметим, что полное (100%) поглощение наблюдается как у коротких (ультрафиолетовых), так и у длинных (инфракрасных) волн. Столб воды открытого океана высотой 10 м поглощает от 33 до 80% голубого света, в зависимости от чистоты воды. В среднем столб океанической воды высотой 10 м поглощает около 55% голубого света, в то время как такой же столб прибрежной воды — 94—99%. Для характеристики ослабления света здесь выбран процент пропускания световой энергии в логарифмической шкале в зависимости от глубины, выраженной в такой же шкале. Даже в наиболее чистой океанической воде только 1% световой энергии проникает ниже 100 м. Морская вода, кроме того, далека от прозрачной. По мере погружения в глубь океана солнечный свет быстро исчезает и цвет его изменяется от белого к голубому. Многие из обитателей морского дна окрашены в яркие цвета. Однако они невидимы при естественном освещении и обнаруживаются только при работе с искусственным освещением. Поглощение света значительно ограничивает видимость с подводных лодок. Казалось бы, имея в распоряжении соответствующее судно, человек может исследовать глубины океана так же, как космонавт может исследовать поверхность Луны. Однако даже обладая искусственным освещением, аналогичным солнечному, мы имели бы возможность видеть лишь на небольшом расстоянии от судна. В чистой океанической воде можно получить отчетливые фотографии предметов, расположенных в нескольких метрах от камеры, а на расстоянии до 10 м вследствие поглощения и рассеяния света картина ухудшается. Во многих прибрежных районах оптические наблюдения практически невозможны. Солнечный свет, проникающий в океан, представляет собой одну из форм энергии. При поглощении морской водой он превращается в тепло и повышает температуру воды. Небольшая доля падающего света усваивается растениями при фотосинтезе для превращения неорганических веществ в органические. При рассмотрении энергетического баланса моря можно игнорировать эту малую долю общего падающего света. Однако при исследовании биологии моря ее необходимо принимать во внимание, поскольку эта малая доля световой энергии является источником жизни в океане. Только 5 из 47 единиц тепловой' энергии, поглощаемой морем, излучается обратно в космическое пространство. Остальные 42 единицы переносятся в атмосферу. Затем атмосфера излучает эту энергию обратно в космическое пространство.
Перенос энергии между океаном и атмосферой
Воздух и верхний слой воды океана находятся в контакте. Если воздух теплее воды, тепло будет переноситься из атмосферы в воду; если теплее окажется вода, перенос тепла произойдет в противоположном направлении. Тенденция переноса всегда направлена в сторону выравнивания температур. Детальная регистрация сезонных вариаций температуры проводится в очень небольшом числе точек Мирового океана. Одна из них — океаническая станция Р. (судно погоды Канады) — расположена на 50° с. ш., 145° з. д., в северо-восточной части Тихого океана. Годовая амплитуда средних месячных температур на станции Р составляет 8° С. С апреля по октябрь средняя температура воздуха несколько выше температуры воды, и тепло переносится от воздуха к воде. С ноября по март средняя температура воздуха несколько ниже температуры воды и вода будет нагревать воздух. Перенос тепла из океана в атмосферу осуществляется через поверхность моря путем турбулентного обмена. Если вода теплее воздуха, воздух, находящийся в контакте с поверхностью моря, нагревается до тех пор, пока температура не выравняется. Чем больше разница в температурах, тем выше скорость переноса тепла. Чтобы повысить температуру 1 г воздуха на 1°С при постоянном давлении, требуется перенести 0,24 кал. Однако для условия равновесия воздуха и воды недостаточно равенства их температуры. Помимо переноса явного тепла, нагревающего воздух, существует еще и перенос тепла испарения. Только при одновременном соблюдении равенства температур воздуха и воды и насыщении воздуха водяным паром вода и воздух находятся в равновесии. Находясь в контакте с более теплой водой, воздух будет нуждаться в большем содержании водяного пара, чтобы остаться насыщенным. Для превращения жидкой воды в водяной пар необходимо затратить энергию, называемую теплотой испарения. Это скрытое тепло, переносимое в воздух, реализуется в атмосфере, когда влага вновь конденсируется и выпадает обратно в океан в виде дождя или снега. Таким образом, тепло, переносимое от воды в атмосферу, состоит из двух частей — явного и скрытого тепла. Поскольку теплоемкость воздуха почти не зависит от температуры, явное тепло, требуемое для восстановления равновесия при данной разнице в температурах, также не зависит от температуры. Напротив, содержание влаги насыщенного воздуха увеличивается с ростом температуры. В результате количество скрытого тепла увеличивается по мере нагревания воздуха. Для нагревания 1 г насыщенного воздуха от 0 до 1° С необходимо затратить 0,24 кал явного и 0,12 кал скрытого тепла, а от 29 до 30° С — 0,24 кал явного и 1,0 кал скрытого тепла. Таким образом, для того чтобы повысить температуру воздуха на 1°С, нужно затратить гораздо больше тепла в тропиках, нежели в полярных районах. Если над океаном воздух всегда близок к насыщению, то над сушей это не так. Поскольку влага, насыщающая воздух над сушей, поступает из почвы или растительности, воздух у поверхности, в особенности в засушливых районах, будет иметь низкую относительную влажность. Поэтому к воздуху переносится малое количество скрытого тепла. Его можно нагреть более легко, и летние температуры над сушей выше, чем над океаном. Кривые для суши и моря северного полушария построены в логарифмической шкале. Как и следовало ожидать, это отношение для океана уменьшается от экватора к полюсам. Для суши обнаруживается широкий минимум между 20 и 30° с. ш. варидной зоне. В высоких широтах это отношение становится большим для суши. Этому способствуют условия влажности и более высокие летние температуры. Затраты тепла на испарение и быстрое увеличение содержания водяного пара с ростом температуры определяют предел нагревания воздуха над океаном. Увеличение количества тепла, получаемого океаном в тропиках, должно увеличить скрытое тепло, подводимое воздуху, без значительного повышения температуры воздуха. Поэтому наличие водной поверхности ограничивает максимум температуры воздуха. Если бы Земля была «сухой» планетой, температуры в тропиках были бы намного выше фактических, поскольку перенос тепла воздуху ограничился бы явной формой.
Эффекты на поверхности океана
Океан переносит явное и скрытое тепло в атмосферу. Перенос скрытого тепла приводит к изменению температуры воды, а само испарение водяного пара — к увеличению солености моря. Увеличение солености испарением уравновешивается распреснением морской воды осадками. Поскольку влагоемкость атмосферы значительно меньше того количества воды, которое испаряется за год, глобально испарение должно уравновешиваться осадками. Фактически океаны теряют несколько больше воды в результате испарения, чем получают ее в виде осадков; эта разница возвращается в море реками. С другой стороны, над материками осадки несколько превышают испарение. При сохранении глобального баланса между испарением и осадками он не будет выполняться локально, и поэтому возникнет поток влаги в атмосфере между широтами. Обмен водой, вызванный течениями, приводит к перемешиванию поверхностного слоя моря и, следовательно, к более однородному распределению солености. В то же время разница между испарением и осадками увеличивает контраст солености между районами с потерей и приходом воды. Фактическое распределение солености на поверхности моря отражает противоборство этих двух процессов. Проиллюстрируем это простой моделью. На рис. 10.8 показаны два хорошо перемешанных района океана: А с соленостью Sa и Б с соленостью Над районом А существует превышение осадков в размере W см3 воды в единицу времени. Поскольку наша модель представляет собой закрытый резервуар, в районе Б должна наблюдаться такая же скорость превышения испарения, и, кроме того, в атмосфере из района Б в район А должен существовать перенос влаги, равный W. При отсутствии перемешивания (Л1 = 0) соленость в районе Б становится неопределенной, и скорее всего вся соль будет перенесена в этот район. Если объем А намного больше объема Б, произойдет отложение соли на дне части резервуара Б. Таким образом в геологическом прошлом в изолированных районах океана отлагался толстый слой солей. При наличии водообмена между районами А и Б результирующее отношение соленостей будет определяться отношением скорости испарения к скорости перемешивания. В северной части Тихого океана субтропические поверхностные воды имеют соленость 35%о, а субарктические — 33%о. Если рассматривать эту часть океана как изолированную систему, придем к выводу, что W/M= (35/33—1) =0,06. Таким образом, скорость перемешивания почти в 17 раз превышает скорость испарения в субтропическом районе. Широтный ход солености на поверхности Атлантического и Тихого океанов представлен на рис. 10.9. Эти данные характеризуют лето северного полушария. Разрез в Атлантике проходит по меридиану 20° з., а в Тихом океане —по 160° з. В обоих океанах существует район максимума солености по каждую сторону от экватора и минимум на самом экваторе. Самые низкие значения солености наблюдаются в высоких широтах, в особенности на севере. Воды Атлантики более соленые по сравнению с тихоокеанскими, и наибольшая разница в солености наблюдается в северных частях Атлантики и Тихого океана.
Влияние ветра на морскую поверхность
Мы видели, что океан и атмосфера обмениваются через поверхность теплом и влагой. Кроме того, здесь существует еще и перенос количества движения. Как только над морем возникает ветер, он генерирует волны. Но движение воды значительно отличается от движения воздуха, так же как движение струн скрипки отличается от движения смычка, вызвавшего это движение. Скользя по струнам, смычок возбуждает поперечные колебания струн. Аналогично ветер «ад морем вызывает колебательное движение воды. Если бросить камень в пруд, то можно наблюдать, что волны от места возмущения расходятся во все стороны. Вода, однако, не перемещается вместе с волной. Это становится очевидным, если поместить поплавок в воду. Поплавок не перемещается с волной, а движется только вверх и вниз. Приглядевшись внимательно, можно обнаружить, что в вертикальной плоскости траектория поплавка имеет вид круга с наивысшей точкой при прохождении гребня волны и наинизшей — ее подошвы. При прохождении каждой волны поплавок совершает полный оборот за время Т, называемое периодом волны; расстояние L между соседними гребнями называется длиной волны. Для детального исследования движения воды при прохождении волн отметим ряд частиц в воде в направлении перемещения волны. Каждая частица будет испытывать круговое движение. Однако при этом будет наблюдаться небольшое запаздывание каждой частицы относительно предыдущей. Если период волны принять равным 12 с, то после 1 с каждая частица воды переместится на Vi2 полного оборота, или на 30° ее круговой орбиты. Положение частиц после 1 с показано пунктирной линией. В течение этой секунды гребень волны переместится в направлении распространения волны на расстояние, равное Vi2 длины волны. За полный период волна переместится на расстояние, равное одной длине волны.
Длина волны
Если скорость перемещения волны определяется длиной и периодом волны, то орбитальная скорость частиц воды, а следовательно, и их кинетическая энергия зависят от высоты и периода волны. Оно возникает и в нижележащих слоях воды. Однако радиус орбиты постепенно уменьшается с глубиной. На глубине, равной примерно 7г длины волны, движение воды, по существу, прекращается. Таким образом, на достаточной глубине подводные лодки в противоположность надводным кораблям не подвержены качке. Что происходит при возникновении ветра над поверхностью моря? Если волны существовали, то из-за неровности поверхности моря поток воздуха будет возмущаться. Гребень волны отклоняет поток воздуха вверх, и в результате в зоне ветровой тени гребня будет развиваться область низкого давления. В этой области вода движется вверх, так что низкое давление будет усиливать это движение. При подходе к следующему гребню поток воздуха опускается и давление на поверхность воды увеличивается. Заметим, что здесь вода движется вниз и, следовательно, давление усиливает это движение воды. Разница в давлении на поверхности моря приводит к образованию небольшого завихрения воздуха, движущегося противоположно основному потоку воздуха. Это снова усиливает движение воды. В результате ветер, дующий в направлении распространения волны, будет усиливать волны. Волны, двигающиеся в противоположном направлении, будут ослабляться, так как движения частиц воды должны быть противоположны. Таким образом, ветер избирательно усиливает волнение. Чем продолжительнее действует ветер, тем больше он усиливает волнение и, следовательно, увеличивает высоту волн. Высота волны зависит также от разгона — расстояния, на котором направление ветра совпадает с направлением волнения. Океанографы Калифорнийского университета в Сан-Диего наблюдали распространение волн в Тихом океане. Эти волны были возбуждены зимними штормами в Антарктике. Используя измерительную технику и электронные вычислительные машины для анализа данных, ученые имели возможность идентифицировать волны, возбужденные отдельными штормами в Антарктике и достигшие затем побережья Аляски. Штормы генерируют смесь волн различной длины. Короткие волны по выходе из штормовой области быстро рассеиваются (диссипируют), в то время как длинные волны проходят почти половину земного шара без заметного ослабления. Океанические волны обладают потенциальной энергией вследствие вертикального перемещения частиц воды и кинетической благодаря орбитальному движению. В среднем кинетическая и потенциальная энергии на единицу площади волны равны между собой и пропорциональны квадрату высоты волны. Таким образом, по мере увеличения высоты волн их энергия растет с еще большей скоростью. Так, при увеличении высоты волны вдвое ее энергия возрастает в четыре раза. Неудивительно поэтому, что, когда сверхвысокие волны достигают побережья, они могут вызвать там большие разрушения. Как мы уже отмечали, давление на наветренной стороне волны выше, чем на подветренной. В результате возникает тенденция к перемещению воды в направлении ветра. Поскольку ветер движется над водной поверхностью, он увлекает за собой и частицы воды. Когда волны разбиваются, брызги попадают в воздушный поток, и капли воды, содержащиеся в них, уносятся ветром. Когда они вновь возвращаются в море, они уже будут перенесены в направлении распространения волнения. В конечном счете частицы воды не будут колебаться по замкнутым круговым орбитам и возникнет слабый дрейф в направлении действия ветра. После прекращения действия ветра внутреннее трение постепенно рассеивает энергию волн, уменьшая их высоту. При ветре поддерживается равновесие между диссипацией волновой энергии трением и притоком энергии от ветра. Высота волны будет увеличиваться до тех пор, пока потери энергии не достигнут величины прихода энергии от ветра. Чем сильнее ветер, тем больше энергии передается волнам и, следовательно, тем большей будет максимальная высота волн. В любое время там существует множество волн различных длин и направлений. На главные волны накладывается рябь. Эта рябь выглядит незначительной на более крупных волнах, но она в основном и определяет механизм передачи количества движения от ветра к морю. Поскольку ветер увлекает за собой воду, можно было бы ожидать, что картина океанической циркуляции должна напоминать схему общей циркуляции атмосферы. Однако, если ветры почти не встречают никаких препятствий на своем пути, то течения в океане отклоняются барьерами — материками. Помимо горизонтального дрейфа, волны вызывают вертикальное перемешивание, уменьшающее вертикальные градиенты температуры и солености.
Термохалинная структура вблизи поверхности моря
Для исследования пространственных и временных вариаций свойств воды вблизи поверхности моря можно использовать глубоководные опрокидывающиеся термометры и батометры Нансена. Однако в поверхностном слое температура с глубиной изменяется так быстро, что нет необходимости в измерениях с большой точностью, которой обладают опрокидывающиеся термометры. Более целесообразно получить непрерывную запись вертикальных вариаций. Для этих целей используется прибор, называемый батитермографом. Батитермограф состоит из датчика температуры, к которому прикрепляется перо. Для получения быстрого отклика на изменение температуры в качестве термометрической жидкости вместо ртути употребляется ксилен. Поскольку ксилен, помещенный в длинную тонкую медную трубку, расширяется и сжимается, он приводит в движение перо, вычерчивающее кривую на специально приготовленном стекле. Одна сторона этого стекла прикреплена к датчику давления. При опускании батитермографа давление увеличивается и стекло перемещается в одном направлении, в это же время перо вычерчивает кривую температуры в другом направлении. Таким путем получа-ем кривую температуры как функцию давления. Батитермограф может опускаться на ходу судна. Поэтому можно проводить частые измерения температуры вблизи поверхности моря, не останавливая корабля. Для калибровки запись батитермографа сравнивают с показаниями обычного термометра. По батитермографным наблюдениям многих судов в различные времена года изучают сезонные колебания температуры поверхностного слоя моря. В марте верхний 100-метровый слой имеет одинаковую температуру 4,6° С. В апреле поверхность моря несколько нагревается. При этом верхний 25-метровый слой имеет однородную температуру благодаря перемешиванию, далее до горизонта 100 м наблюдается некоторое потепление. По мере приближения лета верхний слой становится теплее. Глубина Н слоя однородной температуры — перемешанного слоя — изменяется в зависимости от ветровых условий. В августе перемешанный слой распространяется до глубины 23 м. Между горизонтами 20 и 70 м температура быстро понижается; этот слой называется термоклином. Ниже 70 м температура изменяется более плавно. Запись температуры воды на поверхности обнаруживает потепление от апреля к августу. Однако этих Данных недостаточно для расчета тепла, получаемого морем. Для определения теплового бюджета необходимо знать изменение температуры с глубиной. Одно и то же количество тепла может быть аккумулировано при большом увеличении температуры в тонком слое воды или малом ее увеличении в толстом слое с марта по август 1956 г. наблюдалось увеличение температуры AT, равное 9° С, в верхнем 23-метровом слое и переменное увеличение в следующем 50-метровом слое. Общее количество тепла составило около 3,4-104 кал-см-2. На 50-й параллели Земля получает около 3 -10~3 кал-см-2-с-1 (см. рис. 6.7), что составляет 105 кал-см-2-год-1. С августа по сентябрь поверхность моря охлаждается на 1,5° С. При охлаждении поверхностная вода становится плотнее и опускается до глубины, на которой температура равна новому ее значению на поверхности. В действительности перемешанный слой в сентябре был значительно глубже; слой воды между 24 и 37 м стал теплее благодаря смешению с вышележащей водой. Глубина перемешанного слоя зависит как от поверхностного охлаждения, так и от перемешивания волнами. К зиме температура поверхности моря понижается, а глубина перемешанного слоя увеличивается. В январе 1957 г. температура воды на поверхности понизилась на 5,7° С, глубина перемешанного слоя достигла 95 м. Рассматривая эффекты, связанные с изменением температуры, мы пренебрегли изменениями солености. На станции Р осадки превышают испарение, и разность их составляет около 65 см воды в год (см. рис. 9.9). В результате на поверхности вода имеет относительно низкую соленость; затем соленость ее повышается, достигая максимальных значений градиентов в галоклине, между горизонтами 100 и 150 м. В поверхностном слое океанов часто эффекты температуры и солености действуют в противоположном направлении, уменьшая вариации плотности. В высоких широтах, где температура низка, превышение осадков над испарением уменьшает соленость воды на поверхности. В районах с преобладанием испарения температура относительно высока. Высокая соленость увеличивает плотность, а высокая температура уменьшает ее. Если осреднить гидрологические поля океанов по широтным поясам, то можно обнаружить, что температура изменяется от 0 до 27° С и соленость от 30 до 37%о. Вариации только одной температуры при постоянной солености должны были бы привести к изменению плотности от 1,0281 до 1,0227, или условной плотности От от 28,1 до 22,7, с разницей 5,4 условной единицы. Вариации только одной солености при постоянной температуре 15° С должны были привести к изменению условной плотности от 22,2 до 27,5, с амплитудой 5,3 единицы. Совместный эффект температуры и солености приводит к изменению ат от 21,9 до 27,1, с амплитудой 5,2 единицы. Таким образом, комбинированный эффект температуры и солености в изменении плотности чуть меньше эффектов каждого из этих факторов в отдельности. Максимальные значения плотности на поверхности обоих океанов наблюдаются вблизи Антарктики. К северу плотность Уменьшается, достигая минимума несколько севернее экватора. Кривые на рис. 10.15 почти повторяют друг друга в южном полушарии и заметно отличаются в северном, поскольку соленость в Атлантике значительно выше по сравнению с Тихим океаном. Поскольку более плотные слои воды стремятся опуститься ниже более легких, придонная часть океанов заполнена холод, ными антарктическими водами, а более теплые экваториальные воды подстилаются более холодными водами повышенной солености, сформированными в районе максимума солености. Таким образом, обмен теплом и солями на поверхности моря, контролируя изменения плотности поверхностных вод, определяет и глубинную циркуляцию океанов. После погружения водной массы ее характеристики могут быть изменены только путем смешения с другими водами. Поэтому характеристики морских вод определяются почти исключительно взаимодействием моря с атмосферой.
